Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Анализ изученности и распространения гидротермального сульфидного оруденения в северной Атлантике 12
1.1. Анализ изученности и характеристика фактического материала 12
1.2. Высокотемпературные гидротермальные поля 20
1.3 Низкотемпературные гидротермальные поля 36
1.4 Предполагаемые гидротермальные поля 41
1.5. Анализ распределения гидротермальных полей вдоль оси хребта 41
Выводы 49
Глава 2. Геологическое строение гидротермальных районов 50
2.1. Типизация гидротермальных полей Атлантики по геологическим признакам 50
2.2. Гидротермальные поля центрального типа 52
2.2.1. Высокотемпературные гидротермальные поля с сульфидным оруденением 52
2.2.2. Низкотемпературные гидротермальные поля 60
2.3. Гидротермальные поля краевого типа 61
2.3.1. Гидротермальные поля, связанные с базальтовым вулканизмом 61
2.3.2. Гидротермальные поля, связанные с ультраосновным магматизмом 66
2.3.2.1. Высокотемпературные гидротермальные поля 66
2.3.2.2. Низкотемпературные гидротермальные поля 73
2.4. Предполагаемые гидротермальные поля 73
Выводы 79
Глава 3. Минералогия и геохимия сульфидных руд 81
3.1. Общая характеристика состава сульфидных руд 81
3.2. Медно-цинковые руды 85
3.3. Цинково-колчеданные руды 87
3.4. Серно-колчеданные руды 90
3.5. Медно-колчеданные руды 94
3.6. Медные руды 97
3.7. Распределение металлов, представляющих промышленный интерес, и характеристика наиболее перспективных рудных полей 100
3.8. Факторы, определяющие состав руд 103
Выводы 108
Глава 4. Перспективы гидротермальной рудоносности хребта Книповича 109
4.1. Обоснование выбора объекта, изученность и методы исследования 109
4.2. Геологическое строение и история развития 113
4.3. Признаки гидротермальной активности 116
4.3.1. Гидрологические признаки гидротермальной активности 117
4.3.2. Ореолы рассеяния гидротермального материала в донных осадках и особенности их образования 121
4.4. Реконструкция процессов гидротермального рудообразования в пределах хребта Книповича 130
Выводы 133
Глава 5. Крупные рудные тела океанских гидротермальных рудообразующих систем: специфика условий формирования, состава и поисковых методов 134
Вывод 142
Заключение 143
Список литературы 145
- Высокотемпературные гидротермальные поля
- Высокотемпературные гидротермальные поля с сульфидным оруденением
- Серно-колчеданные руды
- Геологическое строение и история развития
Введение к работе
Актуальность проблемы. В 2003 году исполнилось 25 лет событию, которое по праву называют одним из крупнейших в океанологии и морской геологии XX века, — открытию горячих источников на морском дне. В 1978 году были обнаружены зоны гидротермальной активности, в пределах которых происходит излияние высокотемпературных (более 350 С) восстановленных флюидов, смешение их с холодной морской водой и, как результат, образование твердой фазы в форме сульфидных минералов. Вследствие этого процесса на морском дне накапливаются рудные залежи, ресурсы которых настолько значительны, что позволяют рассматривать их в качестве перспективных полезных ископаемых. При этом механизм субмаринного сульфидообразования близко соответствует условиям формирования древних колчеданных руд. Поэтому изучение подводных гидротермальных систем — современных «природных лабораторий» — позволяет проводить реконструкцию процессов формирования их па-леоаналогов — колчеданных месторождений Урала, Алтая, Кипра, Японии, Португалии и других районов.
В ряду известных полезных ископаемых океана (железомарганцевые конкреции (ЖМК), кобальтмарганцевые корки (КМК), фосфориты и др.) сульфидные руды занимают особое положение в силу особенностей своей геологической позиции, состава и генезиса. Данные глубоководного бурения свидетельствуют о том, что мощность отдельных сульфидных залежей превышает 100 м, а их ресурсы достигают 10 млн. тонн руды (Zierenberg et al., 1998), что соответствует масштабам промышленно-значимых месторождений на суше.
Важной характеристикой гидротермальных сульфидных руд является высокая скорость накопления (в особенности в сравнении с формирующимися в течение миллионов лет ЖМК и КМК), что позволяет говорить о возобновляемом характере минеральных ресурсов этого типа. По мнению ряда специалистов (Glasby, 2000; 2002 и др.) массивные сульфиды будут первыми из разрабатываемых глубоководных океанских руд. В настоящее время получены первые лицензии на их добычу.
Проблема изучения сульфидных руд наряду с другими полезными ископаемыми океана (ЖМК, КМК, газовых гидратов) входит в состав приоритетных в рамках Федеральной Целевой Программы (ФЦП) «Мировой океан». Развитие этого направления морской отрасли МПР России определяется также такими государственными документами как «Морская доктрина» (2001), «Долговременная программа действий МПР России в части разведки и использования природных ресурсов и обеспечения охраны окружающей среды» (2001), ФЦП «Экология и Природные ресурсы России» (2000). В ежегодных пообъектных планах МПР России проблеме изучения океанских сульфидных руд отводится значительная роль; предусматривается проведение геологоразведочных (экспедиционных) и научно-исследовательских изысканий.
По инициативе России в 1998 году в Международном Органе по Морскому Дну при ООН вслед за ЖМК начата процедура оценки потенциала других полезных ископаемых в международных водах Мирового океана. В первую очередь, начались слушания по проблеме сульфидных руд. Очевидно, в недалеком будущем будет начат процесс оформления национальных заявок на участки дна с сульфидным оруденением.
Тем временем, процесс освоения месторождения сульфидных руд уже начался: Австралийская горнорудная компания (Nautilus Mineral Corporation) получила лицензию на разработку сульфидов и начала широкомасштабные работы в юго-западной части Тихого океана (в пределах исключительной экономической зоны Папуа-Новой Гвинеи). Имеются планы разработки японскими компаниями сульфидной залежи Санрайз с ресурсами
9 млн. тонн в кальдере подводного вулкана, входящего в Идзу-Бонинскую островную дугу.
Таким образом, многие страны стоят на пороге начала разработки залежей сульфидных руд. В соответствии с долговременными программами развития морской геологической отрасли наша страна также планирует начало добычных работ в ближайшие десятилетия.
В связи с этим, изучение нового высококачественного потенциального источника минерального сырья на перспективу (в особенности, в связи с постепенным истощением континентальных месторождений) — является основной народно-хозяйственной задачей, на решение которой нацелена данная работа.
Цель работы — на основе анализа имеющегося материала установить особенности распространения и закономерности формирования гидротермальных систем северной Атлантики.
Основные задачи исследования при этом следующие:
Изучение тектонического положения всех гидротермальных полей и их типизация.
Анализ состава гидротермальных рудных образований, выделение наиболее характерных типов и процессов, определяющих их формирование.
Определение критериев прогноза крупных сульфидных залежей.
Прогноз гидротермальной рудоносности хребта Книповича.
5. Разработка оптимального комплекса ГРР на сульфидное оруденение.
Фактический материал, положенный в основу диссертации, получен,
главным образом, в полевых работах Полярной Морской Геологоразведочной экспедиции в Атлантике в 1985—2004 гг. Кроме того, были использованы первые визуальные наблюдения и первые в СССР образцы массивных сульфидов Срединно-Атлантического Хребта (САХ), отобранные в 1986 году в ходе погружения ГОА «Мир» при участии автора на гидротермальное поле ТАГ в 15-ом рейсе НИС «Академик Мстислав Келдыш» (ИО РАН им. П.П. Ширшова). Уникальный керновый материал, характеризующий внутреннее строение рудной
постройки поля ТАГ, был получен по линии международной программы глубоководного бурения (ODP). Материалы по хр. Книповича отобраны в ходе трёх рейсов (1996, 1998 и 2000 гг.), организованных и проведённых в данный район под руководством автора.
Личный вклад автора. Проблемой изучения процессов гидротермального рудообразования автор занимается более 20 лет. Участвовал в десяти экспедициях (включая международные) в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах по гидротермальной тематике; в большей части экспедиций являлся научным руководителем проводимых работ. В двух экспедициях Института Океанологии РАН им. П.П. Ширшова принимал участие в погружениях на глубоководных обитаемых аппаратах «Мир» в районы гидротермальной активности рифтовых зон Тихого и Атлантического океанов. Являясь ответственным исполнителем трёх и участвуя в работе пяти научно-исследовательских тематических разработок, выполняемых во ВНИИОкеангеологии, автор провёл обобщение и анализ литературных и оригинальных материалов по гидротермальному рудообразова-нию в пределах САХ.
Принимал участие в составлении геологических заданий, приемке материалов и отчетов всех 15-ти рейсов ПМГРЭ в Атлантический океан.
Автор руководил проектами по изучению океанского гидротермального рудообразования в рамках подпрограммы «Исследование природы Мирового океана» ФЦП «Мировой океан».
Высокотемпературные гидротермальные поля
Гидротермальное поле Сквид Форест (Squid Forest) (68 34 с.ш.) было открыто в 1999 году в норвежской экспедиции SUBMAR-99 на хребте Колбейнсей (Kolbeinsei) с использованием буксируемого подводного аппарата «Атланта» (ROV «Aglantha») (Pedersen et al.,1999; Nygard et al, 2003).
Поле расположено на относительно небольшой глубине (900 м) и включает в себя четыре участка распространения неактивных гидротермальных построек. Каждый участок имеет размеры в несколько десятков метров. Общее количество построек достигает 30-ти. Высота отдельных и сросшихся построек — 2—3 м. Основные минералы — сфалерит, аморфный кремнезем и барит; в меньших количествах встречены галенит и пирротин. Характерной особенностью химического состава руд являются высокие содержания свинца (до 1%). По мнению норвежских специалистов (Nygaard et al., 2003), этот факт может указывать на участие осадков в рудообразующей циркуляционной системе.
Гидротермальное поле Лаки Страйк (Lucky Strike) (37 17 с.ш.) было открыто в 1992 году в ходе американско-французской экспедиции FAZAR, состоявшей из двух рейсов НИС «Атлантис-П» (FAZAR Scientific Team, 1992; Langmuir et al., 1993). В первом рейсе над осевым поднятием были обнаружены аномалии содержаний метана и марганца в придонных водах (Charlou et al., 1992). Через месяц, в следующем рейсе с поверхности этого поднятия были драгированы массивные сульфидные руды. Впоследствии строение поля было изучено в ходе погружений подводных аппаратов Язон (Humprish et al., 2002), Ал-вин (Langmuir et al., 1993) и Наутилус (Fouquet et al., 1994). Всего в данный район было организовано более 10-ти экспедиций, включая российскую на НИС «Профессор Логачев» в 1998 году.
Гидротермальная активность в пределах поля характеризуется, во-первых, чрезвычайной интенсивностью: результатом этого является крупнейший в пределах САХ гидротермальный плюм, а во-вторых, широким развитием диффузных (а не струйных, как на большинстве полей САХ) источников. В силу своей близости к Азорским островам данный район выбран для мониторинговых наблюдений за развитием геологических (включая гидротермальные) процессов в рамках международной программы MOMAR (Dziak et al., 2002).
Поле Лаки Страйк так же, как Рейнбоу и Менез Гвен, находится в зоне влияния Азорской «горячей точки». Это проявляется, естественно, прежде всего, в характере магматических процессов и морфологии рифтовой долины, а, кроме того, находит отражение в составе как гидротерм, так и гидротермальных отложений (Cherkashov, Glasby, 2003).
Гидротермальное поле Рейнбоу (Rainbow) (36 13 с.ш.) было открыто в 1997 году во французско-британско-португальской экспедиции FLORES с использованием ГОА Наутилус (Fouquet et al, 1997; 1998). Погружения ГОА проводились на участке, где одним месяцем ранее в экспедиции FLAME были зафиксированы максимальные аномалии мутности (содержания взвеси), растворимого Mn (TDM) и метана. До этого в 1994 году значительные аномалии мутности на участке 36 14 —3618 были зарегистрированы английскими специалистами при профилировании комплексом TOBI (Towed Ocean Bottom Instrument) с установленным на нем трансмиссометром (German et al., 1996). По-видимому, данные аномалии фиксировали положение плюма именно над гидротермальным полем Рейнбоу. В дальнейшем детальные исследования этого района проводились во многих экспедициях, включая рейсы 41 и 42 НИС «Академик Мстислав Келдыш» в 1998 и 1999 гг. (Богданов и др., 2002; Леин и др., 2003), DIVERSExpedition на НИС «Атлантис» в 2001 году (Sudarikov, Zhirnov, 2001) и др.
Гидротермальное поле Брокен Спур (Broken Spur) (29 10 с.ш.) (рис. 4) было обнаружено в 1993 году в процессе гидроакустических исследований дна рифтовой долины, проводившихся в пределах нескольких сегментов САХ к югу от разлома Атлантис. Буксируемый над дном сонар бокового обзора был оснащен CTD-зондом с трансмиссометром. В результате профилирования аномалии мутности и потенциальной температуры были зафиксированы в трех районах вблизи 29 10 , 27 и 30 с.ш. (Murton et al., 1993; Elderfield et al., 1993). Последующие погружения ПОА «Алвин» подтвердили наличие высокотемпературнойгидротермальной активности и сульфидных руд в районе 29 10 с.ш., названным Брокен Спур. Впоследствии сегмент Брокен Спур и гидротермальное поле неоднократно являлись объектами различных геолого-геофизических исследований (BRAVEX и др.).
Район 27 в этом же 1993 году изучался в ходе региональных работ в 13-м рейсе НИС «Геолог Ферсман», в результате чего были получены дополнительные признаки гидротермальной активности и подтверждены перспективы рудо-носности данного участка (Cherkashov, Poroshina, 1996). С тех пор данный район детально не обследовался.
Гидротермальное поле ТАГ (TAG) (26 08 с.ш.) (рис. 5) — первое из открытых (1985) и наиболее детально изученное гидротермальных полей в Атлантике. История открытия поля ТАГ началась более 30-ти лет назад, когда в 1972 году в ходе работ по проекту Транс-Атлантического Геотраверса (ТАГ) на восточном борту рифтовой долины в районе 26 08 с.ш. были драгированы марганцевые корки гидротермального генезиса (Scott et al., 1974). Высокотемпературные источники и сульфидное оруденение в районе ТАГ было открыто в 1985 nwy(Ronaetal., 1985).
Гидротермальное поле включает по меньшей мере три участка, где зафиксированы рудные отложения: Активный холм, постройка МИР и АЛВИН (рис. 5а). В 1994 на Активном холме было проведено глубоководное бурения с б\с »Джоидес Резольюшн», принесшее большое количество материала, позволившего описать внутреннее строение гидротермальных рудных тел этого типа (Humprich et al., 1995; Petersen et al., 2000). В настоящее время в пределах поля ТАГ проводятся многочисленные эксперименты, направленные на изучение эволюции гидротермальной активности, современной сейсмичности и других процессов.
Высокотемпературные гидротермальные поля с сульфидным оруденением
Гидротермальное поле Сквид Форест расположено на хребте Колбейнсей, являющимся продолжением Срединно-Атлантического хребта к северу от Исландии и географически относящимся к системе арктических срединно-океа-нические хребты (СОХ). Как и все арктические СОХ, он характеризуется низкой скоростью спрединга (2 см/год) (Vogt et al., 1980). При этом он является самым мелководным — средняя глубина составляет менее 1200 м. Хребет ограничен трансформными разломами Тьорнс (Tjoernes) и Ян Майен (Jan Mayen) и включает в себя три сегмента второго порядка, разделенных зонами нетрансформ-ных смещений.
Гидротермальное поле связано с южным сегментом, ограниченным разломом Тьорнс с юга (66 30 ) и нетрансформным смещением Спар (Spar) с севера (69 00 ).
Обнаруженные гидротермальные постройки расположены в центральной части плосковершинного вулкана Фул Гейл (Full Gale Volcano) высотой 200 м и диаметром 2 км. По данным сонарной съемки подобные вулканы доминируют в морфологии рифтовой долины, глубина днища которой не превышает 1200 м. Вулканическая постройка приурочена к западной части днища рифтовой долины.
Детальные данные о морфоструктурном строении хр. Колбейнсей в описываемом районе отсутствуют, однако приуроченность гидротермального поля к вулканической постройке, расположенной в пределах днища рифтовой долины, позволяет отнести поле Сквид Форест к центральному_типу. Гидротермальное поле Лаки Страйк (37 17 с.ш.)
Гидротермальное поле Лаки Страйк расположено в средней части одноименного сегмента северной части САХ.
Координаты поля: 37 17.2 —37 17.6 с.ш. 32 15.5—32 17.0 з.д. В районе гидротермального поля рифтовая долина имеет ширину 16 км и глубину 1 км. В центральной части долины расположено крупное вытянутое вулканическое поднятие длиной 13 и шириной 6 км, разделенное на две части осевой линейной впадиной шириной 1 км. Западная часть поднятия представляет собой довольно узкий хребет, восточная, полукруглая в плане, осложнена тремя вулканическими конусами. Гидротермальное поле расположено в деп рессии между этими
Треугольниками показано положение отдельных источников и рудных тел. Центральную часть депрессии занимает лавовое озеро диаметром 300 м (абсолютные отметки 1730—1736 м) с очень свежими лавами. Окружающие его конусы сложены значительно более древними вулканическими брекчиями. Свежие базальты обнаружены также в пределах западного хребта на широте гидротермального поля, а также на дне осевой впадины к северу от него.
Современная высокотемпературная и низ температурная тідротер-мальная активность пространственно контролируется лавовым озером. Сульфидные отложения нескольких возрастных генераций образуют окружающий озеро плащеобразный покров на глубинах (1730—1645 м); общая площадь поля составляет около 1 км2.Гидротермальное поле Брокен Спур (29 10 с.ш.)
Гидротермальное поле Брокен Спур расположено в пределах одноименного сегмента, ограниченного нетрансформными смещениями вблизи 29 25 и 28 50 с.ш. и имеющего протяженность около 65 км.
Ширина долины в целом составляет 25 км, ширина днища— 6—7 км. Для днища рифтовой долины характерна постоянная ширина вдоль всего сегмента и симметрия в поперечном сечении. Максимальные отметки во впадинах днища долины составляют 3200—3300 м в центре сегмента и 3800—3900 м — у его оконечностей. Амплитуда склонов— 800—1000 м (минимальные отметки 1900—2000 м); при этом восточный склон чуть выше западного.
Днище долины сложено базальтами, наиболее молодые из которых приурочены к узкому (1,5 км) протяженному неовулканическому хребту относительной высотой 250 м (рис. 4). Хребет расположен несколько косо и асимметрично по отношению к геометрической оси долины, будучи приближен к западному склону и сливаясь с ним севернее 29 14 с.ш. К востоку от неовулканического хребта возраст базальтов возрастает постепенно, на западе отмечается резкая возрастная граница, идущая вдоль подножия первого краевого уступа склона долины.
Склоны долины имеют однотипное строение (хотя абсолютной структурной симметрии не наблюдается). Серия из А—5 уступов высотой 200—300 м, обращенных к оси долины, разделяет террасы шириной 2—3 км, иногда осложненные вулканическими грядами. У оконечностей сегмента (в районе «внутренних углов») разломы искривляются и сливаются, образуя крутые высокие уступы. В пределах западного склона тектоническая активность разломов фиксируется в зоне шириной 20 км (от оси); для восточного склона такие данные отсутствуют.
Гидротермальное поле Брокен Спур приурочено к осевому грабену, осложняющему вершинную часть неовулканического хребта на отрезке протяженностью 1,2 км в центральной части сегмента. Ширина грабена 35—60 м, глубина 30 м, склоны ступенчатые. Вершинная поверхность осевого хребта и склоны грабена сложены стекловатыми пиллоу-лавами. Непосредственно вокруг гидротермального поля (на дне грабена) развиты свежие покровные базальты. Поле контролируется пересечением двух систем трещин простиранием 028 (параллельным осевому грабену) и 115 (перпендикулярным осевому грабену). К последней приурочено несколько активных и неактивных сульфидных построек. Локальное структурное положение поля и морфология сульфидных построек имеет значительное сходство с полем Снейк Пит.
Серно-колчеданные руды
Серно-колчеданные руды составляют около 20% коллекции. Слагают в основном наружные части построек и их фланги, где нередко выступают в качестве цемента брекчий. Реже образуют самостоятельные мелкие постройки, связанные с диффузным просачиванием флюида (часто — через скопления фауны). Иногда образуют цемент более ранних брекчированных сульфидных образований или измененных пород. Текстуры — колломорфные и «псевдоморфные» (замещения органических агрегатов). Структуры — колломорфно-полосчатые, глобулярные, почковидные, ден-дритовые и ритмично-слоистые.
Подобные текстуры и структуры возникают из пересыщенных растворов при охлаждении флюида на контакте с морской водой. Более массивные (и реже встречающиеся) зернистые и гранобластовые агрегаты формируются при перекристаллизации во внутренних частях крупных труб и построек, а также в штокверковых зонах. Минеральный состав серно-колчеданных руд обычно прост и практически не варьирует (табл. 12). Основными минералами являются пирит и марказит, редкими — халькопирит и сфалерит. Ещё реже встречаются пирротин и изоку-банит. В рудах поля ТАГ встречен галенит. Обычными нерудными минералами в данном типе руд являются опал и кварц, которые особенно многочисленны в Активной постройке поля ТАГ. Там же встречена ангидритовая, а в рудах полей Лаки-Страйк и Логачев-1 — баритовая минерализация.
Химический состав серно-колчеданных руд также достаточно прост (табл. 7). Ведущим элементом является железо, связанное с S, As и Мо (табл. 13). Вместе с ними в рудах этого типа фиксируется относительное накопление Cr, Pd, Sc, ТІ, Mn, Hg и Th (табл. 9). Из неметаллов относительное обогащение характерно для А1 и Ва. Максимально накапливаются тантал, уран и ртуть, что может определяться геохимическим сродством этих элементов с железом.
В выделенных структурно-геологических типах гидротермальных полей (табл. 6,14) отчетливо проявлено обогащение железом руд, связанных с полями центрального типа на базальтах. Здесь содержания железа превышают 40%. Также в этой группе повышены марганец и сера, причем последняя в сопоставимых содержаниях фиксируется и в серно-колчеданных рудах ТАГа (краевой тип). Сравнительно велики здесь и концентрации ртути (данные — только по рудам поля Снейк-Пит). Руды полей краевого типа на базальтах обогащены Si, Th, U и Bi, а обеднены стронцием. В рудах краевых рудопроявлений на ультра-базитах, в отличие от вышеописанных (особенно медистых) типов накапливаются лишь титан и хром (рудопроявление 24 30 с.ш.). Кадмий и цинк, как и во всех иных типах, обогащают руды полей, расположенных в зоне влияния Азорского плюма. Медно-колчеданные руды (17% проб) локализуются преимущественно в центральных частях крупных построек (т.н. «трубный комплекс») и в зонах штокверка; реже слагают цоколи труб.
Трубы имеют неотчетливую концентрически-зональную текстуру и состоят из халькопирит-ангидритовой ассоциации с ангидритом по краю и халькопиритом в центре. Иногда нацело состоят из халькопирита, отлагавшегося последовательными слоями с лучистыми агрегатами в центре. В таких трубах обычна примесь борнита. Текстуры — массивные, пятнистые, брекчиевые, жильные и зернистые.
Структуры — гранобластовая и пойкилобластовая.Минеральный состав довольно прост (табл. 15). Ведущими минералами обычно являются пирит и халькопирит. В рудах полей Снейк-Пит и Рейнбоу к ним присоединяется изокубанит. Редко встречаются марказит, сфалерит и борнит, ещё реже — ковеллин, дигенит и пирротин. В рудах поля Рейнбоу обнаружены другие единичные минералы: самородный кадмий, троилит и сульфид ртути — колорадоит. Нерудные минералы представлены ангидритом в трубах и брекчиях (поле ТАГ) и более широко распространенным опалом.
Минеральный состав рудопроявлений имеет некоторые особенности в зависимости от их структурно-геологической позиции. Так, в рудопроявлениях, связанных с Азорской горячей точкой (Лаки-Страйк, Рейнбоу) пирит редок. В рудопроявлениях краевого типа на базальтах (ТАГ) почти не встречаются пирротин и изокубанит — показатели высоких температур рудоотложения.
Химический состав медно-колчеданных руд приведен в таблице 7. В сравнении со средними значениями для руд САХ в целом (табл. 9) этот тип обогащен Си, Fe, S, Mo, Bi, Са, Rb, Cs, U и Th. Этот набор соответствует обычным элементам-спутникам железа и меди. Обогащение кальцием и связанными с ним элементами отражает наличие ангидрита и, частично, арагонита. Корреляционные связи ведущих и малых элементов представлены в таблице 13. Обращает на себя внимание, что медь и цинк связаны между собой в этом типе руд и имеют крайне незначительное количество элементов-спутников, каковыми являются Ag, Sc и Cd (для цинка) и Se с In — для меди. Основное количество малых элементов связано в медно-колчеданных рудах со свинцом, что может свидетельствовать о наличии каких-то пока не обнаруженных или очень мелких свинцовых фаз.
Геологическое строение и история развития
Хребет Книповича является северным продолжением Срединно-Атланти-ческого хребта, располагаясь между Гренландией и архипелагом Шпицберген. На юге он почти под прямым углом сочленяется с хребтом Мона, а на севере ограничивается зоной разломов Моллой (рис. 26).Общая длина хребта 550 км (от 73 45 до 78 35 с.ш.). В отличие от САХ, хребет Книповича занимает не центральное положение между материками, а смещен в сторону архипелага Шпицберген. К другим особенностям хребта Книповича относится также сверхмедленная скорость спрединга (0,7 см/год), асимметричное наращивание коры на противоположных флангах и «косое» простирание рифтовой долины по отношению к направлению спрединга.
Проведенные исследования выявили ряд новых особенностей рифтовой долины хребта Книповича. В рифтовой долине были выделены четыре крупных вулканических поднятия, наиболее крупное из которых получило название «Логачев» (см. профиль на рис. 26). К осям поднятий приурочены области вулканических конусов, интерпретируемые как неовулканические зоны. Как и поднятия в целом, неовулканические зоны ориентированы в северо-восточном направлении под углом к генеральному субмеридиональному простиранию рифтовой долины. Неовулканические зоны становятся более широкими к северу; в этом же направлении происходит увеличение высоты поднятий относительно дна рифтовой долины от 400 м до 1000—1350 метров.
Дискуссионным является вопрос сегментации хребта Книповича. По мнению части специалистов выделенные вулканические поднятия соответствуют центрам наиболее крупных сегментов хребта Книповича (Okino et al., 2002; Черкашев и др, 2001). Однако существует противоположное мнение (Crane et al., 2001), в соответствии с которым вулканические поднятия являются не центрами, а границами сегментов хребта. Различие позиций, по мнению автора, определяется разными подходами к определению самого понятия сегмента и к относительной оценке вулканических и тектонических процессов в формировании структуры хребта. Принятие приоритета вулканического фактора приводит к первой схеме сегментации, тогда как выбор тектоники в качестве ведущего процесса определяет принципы второй схемы сегментации.
Сегментация является одной из характерных особенностей зон спрединга и в соответствии с первым подходом обусловлена характером распределения магматических ячеек под срединно-океаническими хребтами (Macdonald et al., 1991). Границами между отдельными сегментами 1—4 порядков являются трансформные разломы, нетрансформные смещения, перекрытия осей спрединга и продвигающиеся рифты. Трансформные разломы на хребте Книповича отсутствуют, а длина наиболее крупных сегментов, ограниченных зонами не-трансформных смещений, составляет порядка 100 км, что дает основание отнести их к сегментам второго порядка (Macdonald et al., 1991). На основании интерпретации записей сонара предполагается также наличие сегментов третьего порядка длиной 20—30 км.
Разломы осевой части рифтовой долины отчетливо видны на записях сонара и большинство из них, по-видимому, являются ортогональными по отношению к вектору перемещения между Евразийской и Северо-Американской плитами (306—307 по DeMets et al., 1990), но не полностью совпадают с моделью перемещения плит NUVEL-1.
Если вулканизм проявлен более активно в северной части рифтовой долины хребта Книповича, то разломы наиболее распространены в ее южной части. Подобное различие в вулканической и тектонической активности может свидетельствовать о различных фазах эволюции хребта Книповича и/или предполагать различие в активности магматических ячеек для южной и северной его частей. По данным телепрофилирования и результатам драгировок неовулканические зоны в южной части хребта в большей степени перекрыты осадками, а базальты являются более измененными по сравнению с северной частью. Это дает основание предположить более древний возраст для неовулканических зон южной части хребта.
Существуют различные мнения относительно возраста и природы хребта Книповича. Причина этого — отсутствие отчетливых магнитных аномалий,114 позволяющих восстановить историю его развития. По одному из предположений (Vogt et al., 1982) хребет Книповича первоначально возник в качестве сдвиговой или трансформной зоны, соединившей систему арктических хребтов с хребтом Мона. В дальнейшем эта трансформная структура преобразовалась в спрединговый хребет.
Неожиданные результаты, проливающие свет на историю развития хребта Книповича, были получены при драгировании западного борта рифтовой долины в северной его части на широте 77 50 с.ш. (рис. 26). Драгой были подняты породы, представленные темными аргиллитами, мраморами и сильно измененными базальтами (Черкашёв и др., 2001). В одном из образцов наблюдается контакт базальта и аргиллита с зоной закалки в аргиллите, что свидетельствует о более молодом возрасте базальтов. Возраст аргиллитов был определен микропалеонтологическими методами как олигоценовый (Gusev et al, 2003; Бугрова и др., 2001). Кроме того, олигоценовые осадочные комплексы уже выделялись ранее в бортовой части рифтовой долины по сейсмостратиграфическим данным (Гусев, Шкарубо, 2000). В результате был сделан вывод об относительно молодом возрасте заложения рифтовой зоны хребта. Станция драгирования расположена в 10 км от оси рифтовой долины, маркируемой излияниями свежих базальтовых лав. Учитывая, что скорость спрединга составляет 0.7 см/год (DeMets et al., 1990), расчетный возраст этих пород должен быть ещё моложе и составлять 1.5 млн. лет, что противоречит вышеприведенным данным. Это противоречие, однако, может быть объяснено перескоком оси спрединга из центральной части Гренландского моря к восточной его окраине с последующим продвижением рифтовой зоны в северном направлении. Интерпретация палео-магнитных данных (Skogseid et al., 2000) позволяет датировать перескок временем 7-ой аномалии, что совпадает с позднеолигоценовым возрастом широко распространенного регионального несогласия (Thiede et al., 1995). Начиная с этого времени хребет Книповича продвигался в северном направлении вдоль Шпицбергеновской сдвиговой зоны, накладываясь на кору более древнего бассейна. Расчетная скоростьпродвижения составляет 1.7 см/год